东濮凹陷上古生界致密砂岩优质储层发育特征及主控因素

2021-11-05王学军夏斌峰张云献姚素平

高校地质学报 2021年5期

王学军，朱宁，夏斌峰，张云献，秦洋，姚素平

1. 中国石化中原油田分公司，濮阳 457001；

2. 南京大学地球科学与工程学院，南京 210023

1 引言

近年来黄骅凹陷上古生界油气勘探的突破，表明上古生界煤系不仅具有天然气成藏的潜力，还具有煤成油的潜力（朱炎铭等，2001；赵贤正等，2019；杨润泽等，2020）。因此，华北上古生界煤系已成为重要的勘探目标的开发（尹丽娟等，2007；刘丽和任战利，2007；李军等，2013）。早在20世纪70年代，东濮凹陷就发现了中国最早的“古生新储”的煤成气田（戚厚发等，1986），极大地推动了我国煤成气的研究和勘探。尽管目前已在东濮凹陷发现多个煤成气藏，但文留煤成气田发现以后，东濮凹陷上古生界油气勘探一直未能取得重要进展。已发现的上古生界气藏整体的分布规律不均一，尤其是石炭系—二叠系等深部储层煤成气的富集程度和影响因素并不清楚（胡洪瑾等，2019），为了探索东濮凹陷上古生界煤成气勘探潜力，中国石化中原油田于2018年部署了一口重点预探井—庆古3井。大量的研究工作表明东濮凹陷上古生界煤系地层具有较大的生烃潜力（张洪安等，2017），储层因素可能是影响上古生界油气成藏的关键（胡宗全等，2004；许化政和周新科，2004；常俊合等，2005；胡宗全等，2008）。但对东濮凹陷上古生界储层的研究仍十分薄弱。本次研究即以庆古3井为主要研究对象，对东濮凹陷上古生界储层进行了较为系统的取样，从储层物性、岩石学特征、成岩类型等方面综合分析优质储层发育特征，结合沉积、成岩等方面探讨了优质储层发育的控制因素，试图为东濮凹陷上古生界油气藏的勘探提供参考。

2 地质背景与样品方法

2.1 地质背景

东濮凹陷位于渤海湾盆地的东南部，总面积约为5300 km2，南宽北窄，南、北部分别以封丘北断层和马陵断层为界，东以兰聊断裂为界，西以长垣断裂为界（高红灿等，2011；图1a）。庆古3井位于东濮凹陷西斜坡区，目的层埋藏深度约为3350～4350 m，自下而上系统地发育山西组、下石盒子组、上石盒子组以及石千峰组地层（图1b）。其中山西组底部发育一套约8 m厚的黑色煤层，中上部发育浅灰色的泥岩、灰黑色碳质泥岩和粉细砂岩；下石盒子组以深灰色泥岩为主，在上、中、下部各发育一套3 m厚的细砂岩层段；上石盒子组地层底部发育一套较厚的细砂岩，其余层位为深灰色泥岩夹薄层粉砂岩和细砂岩；石千峰组以紫红色泥岩为主，该组中段发育两套含砾砂岩、细砂岩、粉砂岩的韵律组合。

图1 （a）东濮凹陷构造单元划分及井位分布（修改自Ma et al., 2018）；（b）庆古3井地层示意图Fig. 1 (a) Map showing the tectonic units and distribution of wells in Dongpu Depression; (b) schematic stratigraphy of Q3 Well

2.2 样品与方法

本次以庆古3井为主要研究对象，对上述4个组的多个砂岩层段进行系统连续取样，基于XRD、铸体薄片观察实验分析结果，挑选典型样品开展三离子刻蚀联合场发射扫描电镜（TIB-FESEM）和核磁共振冻融（NMRC）延展测试。TIB-FESEM实验主要利用徕卡三离子束切割仪（Leica EM TIC 3X）对体积为1 cm×1 cm×0. 5 cm的块状样品进行氩离子刻蚀，实验参数为电压6.0 kV，电流2.5 mA，离子束刻蚀时间为3 h，再结合场发射扫描电镜进行图像采集。NMRC实验利用纽迈NMRC12-010V仪，将八甲基环四硅氧烷作为探针液，选择-20℃至17.4℃的温度序列进行测试，具体的实验步骤和参数设置见文献（Liu et al., 2017）。

3 储层基本特征

3.1 岩石学特征

东濮凹陷上古生界砂岩储层以细砂岩和粉砂岩为主，中砂岩次之，局部可见含砾不等粒砂岩。薄片鉴定表明砂岩主要为岩屑长石砂岩、长石岩屑砂岩，其次为岩屑石英砂岩（图2）。

图2 东濮凹陷上古生界砂岩类型三角图Fig. 2 Triangular diagram of the Upper Paleozoic sandstone classification in Dongpu Depression

山西组（P1s）主要为亚岩屑砂岩，石英体积分数为72%～83%，平均为75%，长石体积分数为2%～8%，平均为4%，岩屑体积分数为16%～27%，平均为19%，岩屑主要为石英岩和泥质岩，砂岩致密，粒级主要为细砂岩，粒径区间主要为0.10～0.25 mm，分选性好到中等，磨圆度多为次棱角状；下、上石盒子组主要发育长石岩屑砂岩，其中下石盒子组（P1x）石英体积分数为57%～78%，长石体积分数为9%～18%，岩屑体积分数为12%～24%，上石盒子组（P2s）石英体积分数为55%～74%，长石体积分数为7%～16%，岩屑体积分数为15%～32%，粒级主要为细砂岩和中砂岩，局部可见含砾不等粒砂岩，粒径区间主要为0.10～0.50 mm，分选性好，磨圆度主要为次棱角状，风化程度中等；石千峰组发育岩屑长石砂岩，石英体积分数为37%～72%，长石体积分数为16%～42%，岩屑体积分数为8%～28%，岩屑类型多样，砂岩粒级为细砂岩和中砂岩，局部可见含砾不等粒砂岩，粒径区间为0.15～0.50 mm，分选性好，风化蚀变程度中等，磨圆度为次棱角—次圆状。

3.2 储集空间分布特征

3.2.1 孔隙度和渗透率

东濮凹陷上古生界碎屑岩储层实测孔隙度与渗透率相关性较好（图3），实测孔隙度值介于0.2%～12.8%，平均值约4.12%，渗透率值介于0.0016～5.7 mD，平均值约0.13 mD，整体属于特低孔致密型储层。其中，二叠系石千峰组和下石盒子组砂岩储层孔隙度最高，石千峰组储层孔隙度峰值集中分布在4%～10%，平均孔隙度值为5.92%（图4a），下石盒子组储层孔隙度峰值集中分布在6%～8%，平均孔隙度值为6.13%（图4c），二叠系上石盒子和山西组砂岩储层孔隙度最低，孔隙度峰值集中分布在0～4%，平均孔隙度值分别为2.1%和2.3%（图4b, d）。

图3 东濮凹陷上古生界储层孔渗关系图Fig. 3 The porosity and permeability relationship of Upper Paleozoic reservoir in Dongpu Depression

图4 东濮凹陷上古生界储层孔隙度随深度变化图Fig. 4 Changes in porosity with depth in the Upper Paleozoic reservoir in Dongpu Depression

3.2.2 孔隙结构与类型

孔隙类型以次生溶孔为主，还发育一定的自生矿物晶间孔，原生孔基本不发育。次生溶孔包括粒间溶孔和粒内溶孔，晶间孔以自生高岭石和碳酸盐胶结物晶间孔为主。

（1）粒间溶孔：在东濮凹陷上古生界砂岩储层中，主体以次生粒间孔为主，原生粒间孔基本不可见。而次生粒间孔多为溶蚀作用形成的多边形粒间孔隙。这种由溶蚀作用形成的多边形孔隙主要发育在二叠系石千峰组储层中，溶蚀对象为斜长石颗粒（图5a），其次在二叠系下石盒子组储层也可见到较多的不规则粒间孔（图5b, c）。总体而言，此类孔隙为流体在致密砂岩储层中赋存的主要场所，为最重要的储集空间。

（2）粒内溶孔：粒内孔是东濮凹陷上古生界砂岩储层重要的孔隙类型，其发育程度仅次于粒间孔，呈不规则状（图5d, e, f）。在二叠系石千峰组和下石盒子组储层中发育较为普遍，通常在斜长石或者岩屑颗粒的内部溶蚀形成连通或者孤立的孔隙。

（3）晶间孔：晶间孔主要包括碳酸盐矿物和黏土矿物结晶缺陷孔隙。其中，在二叠系石千峰组储层中主要为碳酸盐矿物结晶缺陷孔隙（图5g），在上石盒子组和山西组主要为绿泥石晶间孔，下石盒子组中主要为绿泥石晶间孔和高岭石晶间孔（图5h, i）。

3.2.3 孔隙分布特征

低场核磁共振冻融（NMRC）实验测试结果表明（图6）：石千峰组含砾不等粒砂岩样品的对数微分孔径分布曲线主要表现为宏孔对整个样品孔体积有显著的贡献，微孔对孔容的贡献程度差异较大，其相对比例可能决定储层的物性高低（图6a）。下石盒子组砂岩样品NMRC对数微分孔体积曲线仍表现为宏孔占有优势的分布特征，但细介孔体积百分数较石千峰组明显增大，并与宏孔分布峰值相近（图6b）。上石盒子组的孔径分布曲线表现出与石千峰组和下石盒子组完全不同的特征，典型样品的微分孔径显示，上石盒子组样品的微孔占绝对优势，从而导致微孔对于孔容的贡献高于宏孔对于孔容的贡献，微孔的数量优势使得“体积基数”也无法弥补宏孔贡献较低的特征（图6c）。山西组孔径分布曲线特征与上石盒子组类似，表现为微孔数量和微孔对孔容贡献占主导的特征，孔径较大的宏孔数量稀少，对于孔体积的贡献十分有限（图6d）。因此，从孔隙分布特征看，石千峰组宏孔具有明显优势，山西组和上石盒子组则以微孔（细介孔）为主，下石盒子组介于二者之间。

图6 二叠系砂岩样品NMRC对数微分孔体积曲线Fig. 6 dV/dlogD measured by NMRC of Permian sandstone samples

3.3 成岩作用类型

东濮凹陷上古生界砂岩储层中主要存在压实作用、胶结作用、溶蚀作用，其中，减孔成岩作用表现为压实作用和硅质胶结作用，增孔成岩作用主要表现为溶蚀作用。

根据镜下鉴定，压实作用在储层中普遍存在且影响较大。具体表现为泥质岩等塑性岩屑发生变形，刚性的石英长石颗粒呈线接触（图7a, b）。据前人研究（Houseknecht，1987）研究成果可以初步估算出储层由于压实作用造成的减孔量约在25%～75%之间，平均62.8%。表明压实作用可造成大部分孔隙的丧失，大大降低储层物性。

储层中成岩胶结物主要包括：硅质、碳酸盐矿物及黏土矿物。

（1）硅质胶结。储层中硅质胶结的主要产出形式为石英次生加大边（图7b）。石英加大部分，呈环带状或舌状，晶面一般整洁，与原生石英颗粒之间有明显界线，通常可见1个世代。二叠系石千峰组和下石盒子组的石英次生加大最为发育，加大后的石英呈贴面结合或镶嵌紧密呈凹凸接触状，在上石盒子组和山西组的局部层段也可见石英次生加大现象。石英次生加大的生长会充填孔隙并堵塞吼道，从而降低储层的孔渗性，是破坏储层孔隙结构的重要因素之一。

（2）碳酸盐矿物胶结。碳酸盐矿物主要的表现形式是方解石（图7c, d），其中，在二叠系石千峰组的储层中方解石含量最高，平均含量为5.3%，在上、下石盒子组储层中也可见一定的碳酸盐胶结现象，平均含量分别为0.9%和3.1%。观察发现，方解石胶结物在东濮凹陷上古生界储层分布较为广泛，且含量较高，是破坏储层孔隙结构的重要因素之一。

（3）黏土矿物充填。黏土矿物包括绿泥石（Ch）、高岭石（K）等。绿泥石在扫描电镜下主要呈针叶状（图5i），自生高岭石以书页状、蠕虫状存在于粒间孔隙（图7e），易在流体冲刷下而移动，堵塞、分割孔隙和吼道，对细小吼道影响更大。高岭石主要存在于上石盒子和下石盒子砂岩储层中，在黏土矿物中平均占比分别为29.8%和34.6%，其次为山西组储层，高岭石的平均占比为21.7%，石千峰组储层中高岭石的占比最低，平均值为6.2%。绿泥石在石千峰组、上石盒子组、下石盒子组和山西组的平均占比分别为16.5%、27.1%、29.2%、11.6%。

溶蚀作用能大大改善储层的孔隙结构，形成次生溶蚀孔隙，使储层孔渗性变好。东濮凹陷上古生界储层发生溶蚀的物质主要为斜长石颗粒、岩屑颗粒以及粒间凝灰质杂基。铸体薄片及扫描电镜观察发现：斜长石颗粒边缘及内部发生溶蚀形成较大的孔隙（图7f），其次，沉积于颗粒之间的凝灰质杂基在埋藏过程中也发生了溶蚀以及成岩蚀变，形成孔隙并有针状绿泥石及自生高岭石充填于孔隙间，另外，也可见岩屑颗粒内部及边缘发生不同程度的溶蚀。

图7 东濮凹陷上古生界储层成岩作用类型Fig. 7 The diagenetic types of the Upper Paleozoic reservoir in Dongpu Depression

石千峰组和下石盒子组是研究区主要的储层，溶蚀改造最为明显。石千峰组储层主要为斜长石颗粒发生溶蚀，形成较大的溶蚀孔隙，极大地改善了储层的孔隙结构（图8a，b）；而下石盒子组储层中则主要为粒间凝灰质以及岩屑颗粒发生溶蚀形成溶蚀孔隙，在一定程度上提高了储层物性，但孔隙中有大量的绿泥石及高岭石等黏土矿物充填，使得下石盒子组砂岩平均孔径较小（图8c，d）。

图8 石千峰组和下石盒子组砂岩储层溶蚀孔类型Fig. 8 The dissolved pore types in sandstone reservoirs of P2sh and P1x Formation

4 优质储层控制因素及发育模式

4.1 沉积相对储层发育的影响

通过对比分析，我们发现石千峰组和下石盒子组的河道微相沉积的含砾砂岩物性最好，其次为点沙坝的中砂岩和海相障壁岛中细砂岩，堤岸沉积的细砂岩物性较差，而滨浅湖和潮坪泻湖的粉砂/细砂岩物性最差（图9）。

图9 沉积相、岩石矿物成分与物性对应关系图Fig. 9 Relationship between sedimentary facies, mineral composition, and physical properties

不同微相下发育不同的岩石类型，而不同岩石类型的粒度、黏土矿物含量差异是造成储层物性差异的主要原因。根据统计的孔隙度、渗透率与不同岩性直接的关系发现，含砾砂岩的孔隙度主要分布在4.6%～9.7%之间，平均值为7.1%，而渗透率主要分布在0.14～1.04 mD（图10），含砾砂岩平均储层物性最佳。中砂岩的孔隙度主要分布在1.02%～4.98%之间，平均值为3.1%，渗透率主要分布在0.008～0.28 mD，平均值为0.05 mD（图10），细砂岩和粉砂岩的孔隙度分布范围分别为0.7%～4.9%和0.3%～4.7%，平均值均为2.5%，渗透率的分布范围分别为0.007～0.15 mD和0.005～0.11 mD，平均值分别为0.04 mD和0.008 mD（图10）。由此可见，储层物性与粒度具有较好的相关性。

图10 不同岩性的孔隙度和渗透率特征Fig. 10 Porosity and permeability characteristics of different lithologies

此外，黏土矿物含量较高的样品，通常表现为较差的孔隙度和渗透率（图11）。例如上石盒子组的滨浅湖相以及堤岸微相，黏土矿物的含量通常较高，黏土矿物的抗压实能力极弱，在经历较强的压实作用后黏土矿物充填于颗粒间，储层孔隙度降低，连通性变差。

图11 孔隙度与黏土矿物含量关系图Fig. 11 Relationship between porosity and clay mineral content

由此可见，沉积相决定了储层岩性、粒度、杂基含量，是控制物性好坏最直接的因素，不同沉积微相的储层物性有明显的差别。

4.2 成岩作用对储层发育的影响

研究表明：成岩作用对储层物性两方面的影响，既存在积极的建设性成岩作用，也有造成物性变差的破坏性成岩作用（钟大康等，2008；刘小洪，2008；Morad et al., 2010）。溶蚀作用使次生的溶蚀孔隙得以形成，从而对储层物性的改善产生积极作用，而压实作用、胶结/充填作用等是导致储层物性变差的主要因素（吕正祥和刘四兵，2009）。因此在储层的成岩演化过程中，这两大方面的相对优劣会从根本上决定储层物性的好坏。

东濮凹陷上古生界储层经历的压实作用强烈，原生孔隙残余几乎破坏殆尽，云母等塑性颗粒大多发生变形，岩石致密，颗粒间部分发生凹凸接触，储层物性被极大地破坏。压实作用会造成储层中原始孔隙的减少，但压实减孔的程度取决于储层中刚性、塑性颗粒的含量。较高的石英含量可以抵抗压实过程中的减孔效应，统计显示石英含量高的样品通常具有较好的孔隙度（图12a）。但储层中大量发育的自生粘土矿物及粒间凝灰质均为塑性物质，在压实过程中很容易被压缩变形进而造成原始孔隙的损失。

作为破坏储层物性的另一个主要因素，胶结作用在该区十分常见，从孔隙中沉淀出的方解石、石英次生加大边等，直接堵塞孔隙。硅质胶结、碳酸盐胶结以及黏土矿物充填均破坏了储层物性。其中碳酸盐胶结物通常发育在砂—泥岩边界，例如庆古3井3587～3590 m深度段内储层物性较低的主要原因是方解石矿物的胶结。同时硅质胶结也会使储层物性明显变低，例如庆古3井3586～3588 m深度段内储层受石英次生加大的影响；而黏土矿物的充填则通常发育于溶蚀作用之后，造成溶蚀孔隙在一定程度上堵塞，例如庆古3井4112～4114 m深度段内储层的溶蚀孔隙中有大量的自生高岭石沉淀。

多种来源的溶蚀流体会造成储层中溶蚀作用的进行，比如，在浅埋藏的早期成岩阶段，开放体系大气降水会导致溶解作用（罗静兰等，2001；丁晓琪等，2014）；或者液态烃形成之前产生大量的脱羧，为硅铝酸盐的溶蚀和迁移提供有利物质基础等（Surdam et al., 1989；黄思静等，2009；Wang et al.,2016）。东濮凹陷上古生界储层，受山西组煤系烃源岩热演化生烃作用的影响（李忠等，2003），大量的有机酸性流体对储层进行溶蚀改造，从而在储层中形成大量的次生溶蚀孔隙。利用PACS软件统计样品的溶蚀面孔率，结果显示，总孔隙度与储层中溶蚀孔隙的面孔率之间具有良好的线性拟合关系（图13），表明溶蚀作用产生的次生溶蚀孔隙对储层总孔隙度的贡献最为显著。虽然斜长石、岩屑以及粒间凝灰质均是主要的溶蚀矿物，但笔者发现，随着斜长石含量的减少，样品孔隙度具有逐渐增大的趋势（图12b），表明斜长石的溶蚀作用对储层孔隙度的贡献更为显著。

图12 孔隙度与石英、斜长石含量关系图Fig. 12 Relationship between porosity and quartz, plagioclase content

图13 总孔隙度与溶蚀面孔率的关系Fig. 13 Relationship between porosity and dissolution surface porosity

4.3 优质储层发育模式

研究区储层最为发育的层段为石千峰组和下石盒子组砂岩，石千峰组砂岩发育河流相河道微相，粒度相对较粗，泥质胶结弱；而下石盒子组砂岩发育三角洲相分流河道微相，粒度相对较细，凝灰质杂基胶结。两者沉积物粒度及矿物组成的差异导致在成岩作用过程中孔隙的演化存在一定的差异。

庆古3井石千峰组在3583.5～3586 m处灰色含砾不等粒砂岩孔隙度大于5%，平均为7.75%，渗透率0.14×10-3～5.67×10-3μm2，平均为0.79×10-3μm2，是庆古3井砂岩储层最好的层段。该段砂岩成分为岩屑长石砂岩，大量的斜长石溶蚀是该段储层孔隙发育的主要控制因素，长石溶蚀现象是该段砂岩最显著的特征，从铸体薄片和电镜照片下可见有丰富的斜长石溶蚀现象（图14）。

综合薄片、电镜观察、孔隙度测量、斜长石含量测定和核磁共振冻融孔径测定结果，可以看出，孔隙发育层段总体上粒径较粗，均具有丰富的斜长石溶蚀现象，且斜长石含量较低，孔径分布宏孔具有明显的优势，由斜长石含量最低处向上下层段，粒径变细，斜长石含量增高，孔径分布中介孔含量增高，并逐渐以介孔为主，石英次生加大明显加强，碳酸盐含量逐渐增大，孔隙和渗透率逐渐减小（图14）。根据石千峰组砂岩孔隙的演化及成因分析，其储层在成岩过程中的演化可划分成长石溶蚀段、硅质胶结段和钙质胶结段，其中长石溶蚀段是石千峰组优质储层形成的主要机制，由于煤系地层的长期酸性特征，早期的腐殖酸和后期形成的CO2及烃类流体的渗入，导致大量的斜长石溶蚀，并使得少量的钙长石和碳酸盐矿物溶蚀，溶出的硅、钙等元素溶出迁移，次生孔隙形成。溶出的硅、钙等元素向上下层段迁移，硅开始沉淀，石英次生加大，形成紧邻长石溶蚀段的硅质胶结段，进一步向上下层段，接近泥砂接触处，泥岩中由于压缩成岩作用也有大量的钙、硅等元素析出，流体酸性进一步减弱，导致方解石沉淀，形成钙质胶结段（图14）。

图14 石千峰组优质储层形成模式Fig. 14 An evolution model of high-quality reservoirs in P2sh Formation

下石盒子组中近1.5 m的细砂岩是仅次于石千峰组的另一个较好的储层发育段。在4112.39～4113.74 m层段的细砂岩储层中，平均孔隙度约7%，平均渗透率为0.06×10-3μm2。该段主要为长石岩屑砂岩，与石千峰组砂岩除岩石粒度差异外，最主要的特征是大量的凝灰质杂基充填于颗粒之间。镜下普遍见凝灰质蚀变成高岭石，进而形成高岭石晶间孔（图15）。

图15 下石盒子组优质储层形成模式Fig. 15 An evolution model of high-quality reservoirs in P1x Formation

综合镜下特征、电镜观察、孔隙度测量及核磁共振冻融孔径分布测试，该层段孔隙最发育处在细砂岩层段的中部，主要见有斜长石溶蚀和凝灰质蚀变，分别形成高岭石晶间孔和长石溶孔。由于大量的凝灰质和蚀变的高岭石堵塞孔隙，砂岩连通性差，溶出的元素基本残留原地。孔隙发育处孔径分布以宏孔占优势，向上下层段介孔逐渐增大，直至以介孔为主（图15）。因此，庆古3井下石盒子储层形成过程主要是凝灰质蚀变和长石溶蚀，形成大量的蚀变高岭石和长石溶蚀转化成高岭石，导致形成次生高岭石晶间孔和溶蚀孔。优质层段形成后，大量的蚀变和溶蚀出来的硅元素向上下砂岩层段迁移，在酸性环境下又使得上下层段的石英次生加大逐渐加强，储层变得致密。